авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |

«Ю.Й.Л я х и н Г И Д Р О Х И М И Я Т Р О П И Ч Е С К И ...»

-- [ Страница 3 ] --

участвуя в вихревом движ ении, загл убл яю тся. З а время этого дви ж ен и я в них активно развивается фитопланктон, которы й и о б р а зу ет ядро м аксим ум а хлороф илла в центральной части р а з­ р еза. П о расп редел ени ю сум м арного ф осф ора (рис. 2.41) мо^кно видеть, что обогащ енны е взвесью воды стекаю т с порога ш ельфа и распространяю тся в сторону открытого ок еана- м еж д у гори зон ­ там и 30 и 40 м, о б р а зу я слой м аксим ум а хлороф илла и пони ж ен ­ ной прозрачности вод.

Г идрохим ическая индексация вод Гвинейского сектора А тл ан ­ тики позволяет обобщ ить сведения о гидрохим ическом реж и м е водны х м асс в зависим ости от их прои схож ден ия. П рим ерная схем а дви ж ен и я водны х м асс поверхностного слоя показана на рис. 2.42. П одъ ем глубинны х вод по ск л ону (прибрежный' апвел линг) развит постоянно в течение всего года и н аи бол ее интен­ сивно, с вы ходбм к поверхности, с января по м ай, когда в Гви­ нейском секторе расп ростран яется К анарск ое течение. В это время в озр астает динам ическая активность вихрей с горизонталь­ ной осью, а т а к ж е уси ливается систем а вихревы х образовани й с вертикальной осью, возникаю щ их при усилении северо-восточ­ ного п ассата, взаим одействии К анарского течения, М еж п ассат ного противотечения и прибреж ны х вод.

В о влаж ном сезо н е апвеллинг развит с л а б е е и не дости гает поверхности, поскольку возникновение вихрей с горизонтальной осью связан о с мощным речным стоком, а северо-восточны й п а с­ сат ослабл ен.

В п ереходном с езо н е речной сток резк о ум еньш ается. Северо восточный п ассат ещ е о с л а б л е н.' К анарск ое течение н е достигает района Гвинеи. В р езул ь тате апвеллинг сл а б.

Д ей ств и е перечисленны х ф акторов приводит к зам етн ой и зм ен ­ чивости значений гидрохим ических п оказателей поверхностны х вод в течение года (табл. 2.1 6 ). Толщ ина поверхностного слоя ум еньш ается от океанической обл асти (40— 50 м) к ш ельф у (5— 15 м ). Она м аксим альна осенью и вдвое ум еньш ается в зи м н е­ весенний период.

У ниж ней границы поверхностной структурной зоны н а б л ю д а ­ ется промеж уточны й минимум кисл орода, хорош о зам етны й на всех глубоководны х станциях. Он ф орм ируется на глуби н ах 100— 300 м при взаим одействии центральны х ю ж но-атлантической и североатлантической пром еж уточны х водны х м асс. К ром е того, он пополняется дви ж ен и ем вод из зон апвеллинга в сторону ок е­ ана. Г лубина зал еган и я и мощ ность слоя м инимум а кислорода м еняю тся от сезон а к сезон у, но ср едн яя концентрация к ислорода в нем практически постоянна (табл. 2.1 7 ).

Г л уб ж е ядр а пром еж уточного м инимум а со д ер ж а н и е кисло­ рода несколько повы ш ается (на 0,1— 0,3 %, затем постепенно 0) ум еньш ается д о 0,1— 1,1 %о в ядр е основного слоя м инимум а кис­ лорода на гл уби н е около 400 м. Толщ ина этого слоя дости гает 500 м, а насы щ енность воды кислородом в нем н е превы ш ает 25%., V Таблица 2.1 Гидрохимическая индексация поверхностных вод Гвинейского сектора, по А. А. Безбородову и соавт. (1985) Гори­ Фосфаты, Кремний, 02 »/« Тип вод зонт, Сезон по объему мкмоль/л мкмоль / л м М еж пассатное В лажный 0,0 —0,1 0,8 — 1, 4,6 —4, противотечение (сен тяб р ь— 20 4,7 —4,9 0,8 — 1, 0,0 —0, о к тяб рь) 1 50 3,7 —4,3 0,1 —0,2 2,0 —4, П рибреж ны е 0,2 —0,, 4,7 —4,9 2,0 —3, 20 4,0 —4,5 0,3 —0,5 3,0 — 5, А пвеллинг 0 4,7 — 4,8 0,1 — 0,2 1,5 — 2, 20 0,4 —0,6 4,0 — 6,0 ' 3,0 —4, 50 1,7— 2,3 0,8 — 1,2 6,0 —8, М еж пассатное С ухой 0,6 — 1, 4,6 — 4,7 0,0 —0, противотечение (ян вар ь) 20 4,7 — 4,8 0,8 — 1, 0,0 — 0, К анарское т е ч е ­ 0 5,0 —5,3 0,1 —0,3 0,9 — 1, ние 20 4,5 — 4,6 0,3 —0,5 2,5 — 3, П рибреж ны е 0 4,5 — 4,7 0,2 —0,4 2,5 — 4, 20 4,2 —4,6 0,3 —0,5 2,0 — 3, 4,8 — 4, А пвеллинг 0- 0,3 —0,5 1,4 — 1, 2,5 —3,5 2,5 —4, 20 0,8 — 1, М еж пассатное 0 4,6 —4,7 0,8 — 1, П ереходн ы й 0,0 —0, 4,7 —4, противотечение 20 0,8 — 1, (н оябрь— 0,0 —0, 2,5 — 3, д ек аб р ь ) 50 3,5 —4,0 1 0,2 — 0, П рибреж ны е 1,2 —2, 0' 0,1 —0, 4,6 — 4, 1,8 —3, 4,0 —4,4 0,1 —0, А пвеллинг 0,8 — 1, 4,6 — 4, 0 0,0 —0, 1,0 — 1, 4,3 —4,5 0,2 — 0, 3,6 —5,, 0,8 — 1, 50 2,0 —3, 0,5 — 1, М еж пассатное 4,6 —4, С ухой 0 0,0 —0, 0,5 — 1, противотечение (м арт— май) 4,7 —4,9 0,0 — 0, 5,0 —5,3 1,5 — 3, К анарское т е ч е ­ 0,4 —0, 0,8 — 1,2 3,0 — 5, ние 2,5 —3, ', П рибреж ны е 0,2 — 0,3. 1,5 —2, 0 4,5 —4, 2,0 —3, 3,7 — 3,9 0,3 —0, { 2,5 — 4, 0,4 — 0, 0 4,9 —5, А пвеллинг 0,6 — 0,9 4,0 —6,5, 20 3,0 —3, N Таблица 2. Средние характеристики ядра промежуточного минимума кислорода в различные сезоны года, по А. А. Безбородову и соавт. (1985) Глубина за л е га н и я, С о д ер ж ан и е О2 (*/оо п0 объем у) С езон в я д р е минимум а м ' 1,68- ^ 1, О сень (н оябрь) 120— Зи м а (ян варь) 9 1 — 1, 7 1 — 1 /,7 В есна (ап рел ь) 80—, 1, 6 8 — 1,7 П ол ож ен и е основного минимума к ислорода не 'совпадает с м ак­ симум ом ф осф атов, который н абл ю дается на глубин е 800 м. Д а н ­ ное различие объ ясн яется высоким содер ж ан и ем ф осф атов в с у б ­ антарктических пром еж уточны х в одах, пополняемы м ф осф атам и м естного окислительного прои схож ден ия.

Г л у б ж е 800 м со д ер ж а н и е кислорода в в оде ускоренно в озр а­ стает, дости гая 3,0 — 5,0 % на, гори зон тах 1000— 1200 м и 5,0 % на 0 о гори зон те 1500 м. О дноврем енно резко ум еньш ается концентрация ф осф атов д о 1,8 м кмоль/л на глубине 1500 м. Эти изм енения свя­ заны с п ер еходом от субантарктических вод к глубинны м сев ер о­ атлантическим на границе около 1200 м.

Отмеченные особенн ости вертикальной структуры кислорода и ф осф атов д аю т осн ову дл я.гидрохим ической индексации в о д ­ ных м асс, присутствую щ их в океанической части Гвинейского сектора Атлантики (табл. 2.1 8 ).

Таблица 2.1 Гидрохимическая индексация водных масс океанической части Гвинейского сектора, по А. А. Безбородову и соавт. (1985) Глубина Ф осф аты, П ол ож ен и е Т е м п е р ат у р а, 0 2 »/о» по зал еган и я В одная масса гран и ц, м ядра слоя, °С о бъем у м к м о л ь /л м Ц ентральн ая ю ж н о -ат­ 11,0— 12,0 1,7 —2,0 100— 1,4 — 1,7 л анти ческая \ 250— Ц ентральная с е в ер о ат ­ 1 0,0 — 11,0 1,0 — 1,3, 1,9 —2,2 лантическая 1,6 — 2,0 2,4 —2,6 800 550— П ром еж уточ ная су б ан ­ 5,6 —6, тарктическая С 3,8 4,8 — Глубинная сев ер о атл ан ­ 1, и глубж е ти ческая П риафриканский тропический район. В п р едел ах 200-мильной при бреж н ой полосы данны й район условно дел и тся на три зоны:

1) небольш ие обл асти близ устьев рек Конго и Н игер с речным выносом биогенны х элем ентов и интенсивным развитием планк­ тона;

2) ю го -за п а дн о е п о б ер еж ь е Африки, где сгонный эф ф ект пассатны х ветров вы раж ается в п одъ ем е глубинны х вод. Зн ач и ­ тельная часть питательны х солей, не вовлеченны х в продукцион­ ные процессы на м есте, уносится Бенгельским течением, сп особ­ ствуя развитию планктона;

3) экваториальная область, где в ре­ зультате поперечной циркуляции зональны х течений почти п осто­ янно н абл ю дается океанический апвеллинг. О бласть океанического апвеллинга обш ирна, хотя и не имеет резко очерченны х границ.

Р ай он ю го-восточной Атлантики к ю гу от 17° ю. ш. п редстав­ ляет собой обл асть ф ормирования устойчивого во все сезоны п одъ ­ ем а глубинны х вод и вы хода их на ш ельф. К северу от 17° ю. ш.

до зал. Б и аф ра в интенсивности апвеллинга н абл ю дается сезон н ая изменчивость. И зуч ени е особенн остей терм охалинной структуры вод (О. И. М ам аев, 1970) позволило наметить северную океаноло гическую границу ю го-восточной Атлантики м е ж д у 1 и 2° ю. ш.

З ал и в Б иаф ра рассм атривается как восточная часть Гвинейского зал и ва.

Д л я юго-восточной Атлантики характерны два основны х гидро-' логических сезона: холодны й (июль— сен тябр ь ), соп р ов ож даю ­ щ ийся увеличением солености и содерж ан и я биогенны х вещ еств в.воде, и теплый (октябрь— ию нь), соп р овож даю щ ей ся их пони­ ж ением.

Теплый сезон. В январе— апреле н абл ю дается осл абл ен и е вер­ тикальной циркуляции, интенсивный прогрев верхних слоев, силь­ ное развитие слоя скачка плотности и сл а б о е сн а б ж ен и е эвф отиче ской зоны биогенными вещ ествами. Б и ом асса флоры и фауны м ала. В теплый сезон холодны е воды апвеллинга отсутствую т на больш ей части ш ельф а, но сохраняю тся почти вдоль всего склона А ф риканского п обереж ья.

Н а р асп редел ени е океанологических характеристик влияет Ю ж ­ ное экваториальное противотеченйе (вдоль 5° ю. ш. ), которое яв­ ляется северной составляю щ ей максим ально развитого тропиче­ ского обр ащ ен ия вод (Ангольский к уп ол ). З а счет этого интенсив­ ное развитие А нгольского течения на юг и опускание вод на ш ельф е становятся дом инирую щ им и факторами. С л абое развитие получает п ри бреж н ая ветвь холодн ого Бенгельского течения на се ­ вер, а градиентная зон а м е ж д у Ангольским и Бенгельским тече­ ниями см ещ ается к ю гу до устья р. К унен е на границе Анголы.

Рис. 2.43. Скорости вертикальных движений вод на горизонтах 100 м (10~3 см/с) ( а ), 200 м (Ю ~3 см/с) (б) и 500 м (10~2 см/с) (в ), по Д. Н. Северову и А. С. П оддубному (1982).

Таким о б р а зо м, в летний п ериод океанологические условия н е благоприятствую т обр азов ан и ю зон повыш енной биологической продуктивности. П риток глубинны х в од к п оверхностном у слою в озм ож ен лишь в отдельны х уч астк ах ш ельф а и м атерикового склона.

Н а рис. 2.43 представлены результаты расчета вертикальной составляю щ ей скоростей градиентны х течений на гори зон тах 100, Рис. 2-44. С одерж ание кислорода ( % о по объему) в воде на поверхности океана (а) и на горизонте 50 м (б), по С. С. В ладимирскому (1982). ^, 200 и 500 м, вы полненного по м етоду Х и дака (1 9 7 2 ). Н а горизонте 500 м вдоль всего м атерикового склона, исключая участок 13— 15° ю. ш., вы деляется сплош ная зон а п одъ ем а глубинны х вод. В ы ­ сокие скорости п одъ ем а свидетельствую т о том, что апвеллинг сохран яется во все сезоны года. Н а горизонте 200 м зам етн о ум еньш ение скоростей и п лощ адей восходящ их движ ений. С при­ бли ж ен и ем к ниж ней границе эвф отического слоя (100 м ) порядок вертикальных скоростей сохран яется, но зон а п одъем а вод р а зб и ­ вается на отдельны е участки (2— 3 и 7— 12° ю. ш. ).

С одер ж а н и е к ислорода в поверхностной в оде океана м еняется от 4,6 д о 5, 2 % по о б ъ ем у (100— 110 % 'насы щ ен ия), ноч: прибли­ о ж ением к горизонту 50 м резко ум еньш ается (рис. 2.4 4 ). Толщ ина -слоя, перенасы щ енного кислородом, во всем районе составляет 2 0 — 30 м. М иним альное сод ер ж а н и е кислорода н абл ю дается в сл ое 200— 500 м у экватора (м ен ее 30 % насы щ ения) и от 100— 150 д о 500 м на р а зр е зе вдоль 17° ю. ш. (м ен ее 2 0 % ), причем толщ ина слоя минимума кислорода увеличивается в ю ж ном н а­ правлении, а деф ицит к ислорода в нем растет (рис. 2.4 5 ).

С одер ж ан и е ф осф атов в поверхностной воде близко к аналити­ ческому нулю, за исключением п рибреж ного и м ористого участков ю ж н ее 10° ю. ш. (до 0,5 и бол ее 0,1 м кмоль/л соотв етствен н о), где Рис. 2.45. Состояние насыщения воды кислородом (% ) на разрезах вдоль 1° ю. ш. (а) и 17° ю. ш. (б), по С. С. В ладимирскому (1982).

отмечены подъемы глубинны х вод. Н а глуби н ах 50 и 100 м кон­ центрации ф осф атов резко возрастаю т до 0,5— 0,75 и 1,25— 1,5 м кмоль/л. С приближ ением к слою 800— 1000 м, несколько н и ж е расп ол ож ен и я м инимум а 0 2, они достигаю т максим альны х значений (б о л ее 2,0 — 2,5 м к м ол ь/л ). У величение концентраций 1 ф осф атов с глубиной имеет плавный харак тер на севере района и резкий — в ю ж ной части (рис. 2.4 6 ). С дальнейш им увеличением глубины со д ер ж а н и е ф осф атов ум еньш ается до 1,25— 1,75 мкмоль/л.

В о всей толщ е вод отм ечается общ ая тенденция нарастания кон­ центраций ф осф атов с севера на юг.

М аксим альны е концентрации растворенного кремния в поверх- ностном сл ое относятся к районам наибольш его распреснения вод:

север н ее экватора (б о л е е 25 м км оль/л) и близ устья р. К онго (до 85 мкмоль/л). В зоне действия Бенгельского, течения содержание кремния становится очень малым (до 3 мкмоль/л) вследствие мас­ сового развития диатомовых водорослей (рис. 2.47 а). Ниже слоя влияния материкового стока содержание кремния в воде плавно нарастает до максимума около 1000 м (35—45 мкмоль/л).

Нитраты в поверхностном слое практически отсутствуют, за исключением районов, прилежащих к устьям рек. В толще вод обнаруживается подповерхностный максимум нитритов (0,1— Р и с. 2.46. С о д е р ж ан и е ф о с ф а то в (м к м о л ь/л ) в в о д е н а р а з ­ р е з а х в д о л ь 1° ю. ш. (а ) и 17° ю. ш. (б), по С. С. В л а д и м и р ­ ском у (1 9 8 2 ).

1,35 мкмоль/л) между горизонтами 20 и 70 м с тяготением к глу­ бине 50 м (рис. 2.48 а) и глубинный'' максимум около 1000 м (до 0,46 мкмоль/л). Подповерхностный максимум наблюдается по всей акватории, а глубинный только в полосе 2— 10° ю. ш. Неоднород­ ность распределения нитритов объясняется, различной интенсив ностью'создания и распада органического вещества в пцверхност ном слое пс} акватории океана.

Значения pH выше 8,20 севернее 4° ю. ш., в узкой полосе при­ брежных вод др 12° ю. ш. и на юге в Бенгельском течении. В по­ верхностной воде остальной части акватории значения pH распре­ деляются равномерно в пределах 8,15—8,20. Слой минимума кис­ лорода характеризуется значениями 7,8—7,9 на севере района и 7,70—7,75 на юге.

. Распределение общей щелочности (рис. 2.48) показывает явно выраженное присутствие вод речного стока. ’ Щелочность возра­ стает от 1,54 близ устья р. Конго -до типично океанических значе­ ний 2,40 на расстоянии 2,5° от береговой черты. Глубже поверх­ ностного слоя 0—40 м колебания щелочности малы (2,35—2,40).

Холодный сезон. В период холодного сезона гидрохимические исследования были выполнены вдоль побережья Анголы. Зимой (июль—август) усиливается Бенгельское течение, под влиянием которого находится весь приангольский район. Температура воды понижается на 7—9°С по сравнению с теплым сезоном.

Подъем воды прослеживается к югу от 7° ю. ш., но зона апвел линга неоднородна из-за прерывистой структуры течений: между 16 и 17° ю. ш. — подъем, между 14 и 16° ю. ш. — опускание, север­ нее 13° ю. ш. — вновь подъем вод. Распреснение акватории сильно уменьшилось за счет значительного ослабления стока р. Конго и прижатости пресных вод к берегу севернее устья.

Заметно меняется и распределение гидрохимических элементов.

В водах прибрежного Ангольского течения интенсивно развивается фитопланктон, вследствие чего повышается содержание растворен­ ного кислорода '(рис. 2.49 а ). При существенном понижении тем­ пературы появляются значительные площади вод, недонасыщенных кислородом (рис. 2.49 6 ). Толщина слоя кислородного минимума увеличивается, а обедненные кислородом воды располагаются ближе к поверхностному слою, чем летом.

Содержание фосфатов в поверхностном слое резко возрастает, причем по акватории максимальные значения концентраций нахо­ дятся в прибрежной части на 17° ю. ш. (рис. 2.50 а). Из распреде­ ления средневзвешенных концентраций фосфатов в слое 0—50 м видно, что в холодный сезон поверхностный слой обеспечен фос­ фатами более чем в два раза больше по сравнению с теплым се­ зоном (рис. 2.51). Кардинально изменилось распределение рас­ творенного кремния (рис. 2.50 6 ). Его концентрации уменьшились в северной половине района и увеличились в южной, где подходит Бенгельское течение. Зато в глубинных слоях, начин'аяуС горизонта 50 м, содержание кремния возрастает повсеместно.

Значительно уменьшилось содержание нитритов в ангольских водах. Зимой они встречаются лишь на горизонте 75 м в южной части района (0,1—0,4 мкмоль/л).

Сопоставление гидрохимических показателей в ангольских во­ дах для теплого и холодного сезонов дано в табл. 2.19.

Рис. 2.47. Распределение растворенного кремния (мкмоль/л) на поверхности океана (о) и по вертикали (б) в различных райо ;

нах акватории, по С. С. Владимирскому (1982).

Рис. 2.48. Распределение концентраций нитритов (мкмоль/л) (а) на горизонте 50 м и общей щелочности (ммоль/л по НС1) (б) на поверхности океана, по С. С. Владимирскому (1982).

Рис. 2.49. С одерж ание ки­ слорода в воде на поверх­ ности 'океана (%0 по объему —'а, % насыщения — б ), по С. С. Владимирскому (1982).

Рис. 2.50. Содерж ание фосфатов (а) и растворенного кремния (б) (мкмоль/л) на поверхности океана, по С. С. В ладимир­ скому (1982).

I Р и с. 2.51. ' С р ед н евзвеш ен н ы е кон ц ен тр ац и и ф о с ф а то в (м к м о л ь/л ) в слое 0 — 50 м в о в р е м я теплого, (а ) и хол одн ого (б) сезон ов, по С. С. В л ад и м и р с к о м у (1982).

4 ' Таблица 2. И зм е н е н и е с о д е р ж а н и я г и д р о х и м и ч е с к и х э л е м е н т о в в в о д а х А н го л ы п о с е зо н а м (ч и с л и т е л ь — т е п л ы й, з н а м е к а т е л ь — х о л о д н ы й ), п о С. С. В л а д и м и р с к о м у (1982) Гориз'онт, м Показатели 0 50 К ислород:

4,8 8 2,66 1, а б со л ю тн о е с о д е р ж а н и е, °/оо по о б ъ е м у 5,1 7 1, 2,2 104,38 25, 48, о т н о си те л ь н о е с о д е р ж а н и е, % 9 9,1 8 26, 40, 0,0 9 1,44, 1, Ф осф аты, м к м о л ь /л 0,7 3 1,30 1, 9,5 16,57 8, С иликаты, м к м о л ь /л 14,35 20,36 20, Биомасса кормового для рыб планктона, определяемая разви­ тием фитопланктона, выше 300 мг/м3 наблюдается летом только на небольшом участке у побережья южной Анголы, зимой же она превышает 300 мг/м3 на большей части акватории.

Прибрежный Ангольско-Намибийский район Атлантики изве­ стен как очаг формирования минимальных концентраций кисло­ рода и других гидрохимических экстремумов в подповерхностном и промежуточном слоях океана. Еще Ваттенберг (1938) продемон­ стрировал существование клинообразного языка обедненной кис­ лородом воды с ядром в слое 300—400 м, который распространя­ ется зонально между экватором и 20° ю. ш. от Африканского ма­ терика через тропическую Атлантику. Наиболее низкие концент­ рации (менее 0,5 °/оо по объему) были зарегистрированы восточнее 0° д. около 15° ю. ш. Дальнейшие исследования показали, что ми­ нимальные концентрации кислорода в большей мере свойственны шельфу Намибии.

В. А. Бубнов (1972) выделил три основных типа вертикального распределения кислорода в Ангольском и Бенгельском районах:

1 ) шельфовый тип, где содержание кислорода уменьшается с глу­ биной до минимума у дна;

2 ) тип открытого океана, где суще­ ствует единственный минимум кислорода (около 1 % по объему) о на промежуточных глубинах 300—600 м, и 3) тип двойного мини­ мума кислорода, когда подповерхностный минимум ( 1— 2 %0) на­ ходится в слое 100— 200 м, располагаясь над главным минимумом кислорода.

В. А. Бубнов пришел к выводу, что источником подповерх­ ностного минимума 0 2 является анаэробная вода, которая обра­ зуется на Намибийском шельфе, тогда как главный минимум ге­ нерируется в прибрежном районе Анголы восточнее 10° в. д.

между 7 и 18° ю. ш. (главная зона формирования) и в большом циклоническом круговороте с центром около 13° ю. ш., 4° в. д.

Район внешней границы шельфа Намибии также может вносить свой вклад в генерацию главного минимума кислорода.

Вдоль края шельфа в южном направлении спускается подпо­ верхностное противотечение, которое переносит обедненную кисло­ родом воду вплоть до южной оконечности Африки. Отроги этого течения, поднимаясь по шельфу, усугубляют дефицит кислорода в окрестностях устья р. Оранжево^ и бухты Сент-Хелина, где ин­ тенсивное потребление кислорода ' обусловлено биохимическими, причинами. Полагают также, что в районе Намибии определенное воздействие на обострение недостатка кислорода оказывает и ча­ стичная адвекция антарктической промежуточной воды по матери­ ковому склону на шельф. Эта вода приносит сюда существенный дефицит кислорода.

Концептуальная модель районов формирования и адвекции обедненных кислородом вод вдоль прибрежья юго-западной Аф­ рики показана на рис. 2.52. ;

1, Район, прилежащий к юго-западной Африке. Гидрохимический режим этого района определяется взаимодействием водных масс разного происхождения. В поверхностном слое выделяются три основные зоны смешения со значительным перепадом концентра­ ций кислорода, фосфатов, кремния и нитритов: Л — зона смеше­ ния вод Ангольского и Бенгельского, течений (23—27° ю. ш., 5— 10° в. д.);

Б — зона конвергенции субантарктических и субтропиче­ ских вод к северу от банки Дискавери (39—40° ю. ш., 0° д.);

В — зона смешения субантарктиче- I ских и центральных южно-ат- о 5 ю ш лантических вод с водами те­ чения Мыса Игольного, посту­ пающими из Индийского оке­ ана близ южной оконечности Африки (35—41° ю. ш., 8— 16° в. д.).

Распределение кислорода и фосфатов в поверхностном слое показано на рис. 2.53.

В зоне А отмечается пере­ ход от повышенных концен­ траций кислорода (более 5,5 °/о по объему) и фосфатов о (выше 1,0 мкмоль/л), свойст­ венных ветвям Бенгельского течения, к пониженным в ан­ гольских водах. Бенгельские воды подпитываются фосфа Рис. 2.52. Схема районов ф ормирова­ ния и распространения обедненных кислородом вод в ю,го-восточной А т­ лантике, по Чепману, Ш еннону (1985) и В. А. Бубнову (1972).

2 —формирование главного миниму­ 1, ма Оз;

3—5 —формирование главного и под­ поверхностного минимума Ог. а —движе­ ние шельфовых вод;

б —движение вод слоя главного минимума Ог;

в —изолинии 1,5 % по объему в слое главного мини о тами благодаря подъему подповерхностных вод с содержанием фосфатов и нитритов более 1,0 мкмоль/л. Здесь создаются усло­ вия, благоприятные для развития фотосинтеза, поэтому сте­ пень насыщенности воды кислородом, достигает 104 %. Севернее 25° ю. ш. поверхностные субтропические воды обеднены кремнием до концентраций менее 6 мкмоль/л, что уже лимиТирует развитие фитопланктона. Однако по мере приближения к берегу содержа­ ние кремния растет, достигая 10— 15 мкмоль/л.

Субантарктический участок зоны Б (банка Дискавери) отли­ чается максимальными для всего района концентрациями кисло­ рода (более 6,0%0), фосфатов (0,75— 1,0 мкмоль/л) и кремния (около 15 мкмоль/л) с неравномерным распределением нитритов.

С переходом к субтропическому участку значения гидрохимиче­ ских показателей существенно уменьшаются: кислород до 5,0 % о»

фосфаты до.0,3, кремний до 10,0 и нитриты до 0,2—0,3 мкмоль/л.

Зона В, где происходит смешение трех типов поверхностных вод, характеризуется на своей южной- границе резкими градиен­ тами концентраций кислорода, фосфатов и кремния. Течение Мыса Игольного несет в южную Атлантику индоокеанские воды с отно­ сительно малым содержанием кислорода (менее 5,0 % фосфатов '0), (менее 0,3 мюмоль/л) и кремния (менее 10 мкмоль/л). Проникаю­ щие сюда субантарктические воды, наоборот, обогащены -этими веществами.

„ Толщина поверхностного слоя составляет на севере района около 75 м, на юге достигает 200 м. В полосе между широтами 25 и 30° ю. ш. нитриты накапливаются на глубинах 75— 100 м, об­ разуя подповерхностный'максимум, а севернее и южнее они рав­ номерно распределяются по вертикали в поверхностной водной массе.

По всему региону выделяется слой минимума кислорода, кон­ центрации и глубина залегания которого значительно меняются по мере продвижения с севера на юг (рис. 2.53). Наиболее ярко он выражен к северу от 23° ю. ш., где резкое падение содержания кислорода начинается с глубин 50—75 м и минимальные концен­ трации (до 0,5 %оУ отмечаются на глубине около 300 м. В цент­ ральной части акватории над Капской котловиной слой минимума выражен слабо, концентрация кислорода в нем около 4,0 %0, глу­ бина залегания 300—500 м. К югу мощность слоя кислородного минимума уменьшается, а количество кислорода в нем нарастает.

Южнее 34° ю. ш., в том числе и над банкой Дискавери, куда втор­ гаются холодные субантарктические воды, этот слой вырождается, а содержание кислорода в толще 0—600 м превышает 5,0 % 0 по объему.

Закономерности вертикального распределения гидрохимических элементов тесно связаны с расположением и динамикой водных масс, что„ хорошо видно на меридиональном разрезе вдоль гра­ ницы 200-мильной зоны (рис. 2.54). Севернее и южнее Китового хребта в подповерхностном слое выделяются океанические апвел линги, разделенные полосой опускания вод. Восходящие движения обеспечивают приток фосфатов и кремния в эвфотическую зону, где усиливается процесс фотосинтеза Ъ содержание кислорода пре­ вышает 5,5 °/о по объему. Аналогичная картина наблюдается и о в южной части разреза над Капским поднятием. По ходу изоли­ ний фосфатов и кремния здесь также выявляются чередующиеся зонЪг восходящих и нисходящих движений вод.

Рис. 2.53. Распределение содерж ания кислорода (а) на поверхности океана, абсолютных минимальных концентраций кислорода (б) в слое 0—500 м (%0 по объему) и ф осфатов (мкмоль/л) (е) на поверхности океана, по Н. В. М орда совой (1982).

7 Зак. № 161 Обобщение особенностей гидрохимического режима данного района позволяет указать участки акватории, перспективные на биопродуктивность. Это зона адвекции субантарктических вод с юга, места океанических и прибрежных апвеллингов, а также местные круговороты над банками Китового хребта и Дискавери.

А нгомь- Китовыи К а п ск о е Капская котловина ск а я хребет поднят ие к о т л ови н а б) Рис. 2.54. Распределение кислорода (%о по объему) (а ), фосфатов (б) и растворенного кремния (е) (мкмоль/л) на разрезе вдоль 200-мильной зоны, по Н. В М ордасовой (1982).

Прибрежный район 33—34° ю. ш. восточнее 17°30/ в. д. отли­ чается высокой первичной продукцией (ПП) и изменчивостью ее от сезона к сезону. Измерения ПП были выполнены Брауном и| Генри (1985) радиоуглеродным методом с инкубированием проб воды на поверхности океана и на горизонтах с освещенностью 50, Таблица 2. С одерж ание хлороф илла «а» и первичная продукция в эвфотической зоне прибрежного района (33—34° ю. ш.) юго-западной Африки по наблюдениям 1977— 1980 гг.* по Б рауну и Генри (1985) ПП, Хлорофилл „я“, Светлое время, ч Н Ом СОрг мг/(м»-ч) мг/м2 О Сезон пределы пределы пределы з.

• ь- В средн.

средн.

средн.

е* СО о 18 12,9 4332' 9— С ентябрь—ноябрь 20—236 117 22— 832 12, 19 3—839 7— Д е к а б р ь — ф еврал ь 6—253 11, 108 65— 41—203 316 « — М арт— май 18.

10,3 18—29 43— 131 83 145—437 И ю ль—август 25, 10 и 1 % поверхностной. Дневная продукция рассчитывалась по формуле ППсут = ППчас ( — 0,1 п), мг/(м -ч) 27/% М °орг 800 г б) йг. а) • • ЛО „ ' зо сР О • ООО •в «О _ ••••• _ т 20 • • о * •*о» " »

Л.

12 -16 20 т / м 5 о' 0 4 8 76 152 228 м г/м Хлоросрилл „ а ” Хлорофилл „ а ” Рис. 2.55. Связи средней в эвфотическом слое концентрации хлорофилла ' «а» с глубиной горизонта 1 %-ной освещенности (а) и суммарной кон­ центрации хлорофилла «а» с первичной продукцией в эвфотической зоне (б), по Б рауну и Генри (1985).

1 — сезон апвеллинга;

2 — зимний сезон.

где ПП — первичная продукция, просуммированная до нижней границы эвфотической зоны (глубина О горизонта 1 %-ной осве­ щенности);

й — число часов светлого времени суток (от восхода до заката Солнца);

п — число часов темного времени (от заката до восхода). ;

7* Одновременно проводились и определения хлорофилла «а». Ре зультаты, сгруппированные и осредненные по сезонам, представ­ лены в табл. 2.20. ' Прибрежный апвеллинг сильнее выражен с сентября по май.

Зимой (июль—август) ослаблен. Поэтому весной — осенью дневная продукция почти вдвое выше зимней, хотя часовая ^про­ дукция лишь слегка превышает зимнюю. Однако световой период летних дней гораздо длиннее. Летом действует также эффект са мозатемнения водорослей и происходит быстрое исчерпание запаса биогенных веществ, несмотря на непрерывное пополнение его апвеллингом. Зимой при охлаждении и развитой вертикальной конвекции толщина эвфотической зоны увеличивается, а это спо­ собствует поддержанию фотосинтеза во всем поверхностном' слое.

Выявлены прогностические связи среднего по слою содержания хлорофилла «а» с глубиной горизонта 1 % -ной освещенности и первичной продукцией (рис. 2.55). Коэффициент корреляции свя­ зей Превышает 0,7. Установление пЬдобных соотношений полезно для практических целей. Это позволяет оценивать продуктивность вод океана по определениям хлорофилла «а» в судовых лаборато­ риях или дистанционно, например с борта космических аппаратов.

Глава БАССЕЙН ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА 3.1. Аравийское море Физико-географические условия. Условная южная граница Ара­ вийского моря проходит от м. Рас-Хафун (самая' восточная точка Африки на п-ове Сомали) через Лаккадивские острова до побе­ режья Индостана в точке 14°48' с. ш., 74°07' в. д. Площадь моря около 3,68 млн км2, объем воды 10 млн км3, средняя глубина 2734 м, наибольшая глубина 5803 м.

Аравийское море имгет слабо изрезанные берега и сложный v рельеф дна. Ширина шельфа вдоль берегов Аравии изменяется от 8— 10 до 20—40 км, у северо-восточной части полуострова уве­ личиваясь до 70—80 км. Вдоль северного берега моря ширина шельфа около 35 км, а вдоль п-ова Индостан с севера на юг воз­ растает от 185 км у Карачи до 350 км у Бомбейского залива. М а­ териковый склон Аравии отличается крутизной (20—30° с высотой 3000—3500 м). Склон северной части моря общей высотой около 3300 м образован сочетанием крутых уступов, горизонтальных ступеней и резких поднятий дна. Вдоль п-ова Индостан материко­ вый склон выражен- уступом высотой 600—800 м. Глубоководное ложе Аравийского моря разделено на отдельные котловины под­ водными хребтами и поднятиями. От района Карачи на юго-запад проходит хребет Меррей, разграничивающий небольшую Оман­ скую (глубины более 3000 м) и Аравийскую котловины. Послед­ няя с глубинами более 4000 м целиком лежит в пределах моря и на юге Аравийско-Индийским хребтом (глубины 1800—3000 м) отделяется от Сомалийской котловины.

Донные отложения в пределах шельфа представлены терриген ным материалом с примесью коралловых и ракушечных песков.

Материковый склон покрыт фораминиферовым и терригенным илами. На дне Аравийской котловины, где глубины более 4000 м, отлагаются глубоководные глины, на остальной части дна — гло бигериновые илы.

Аравийское море находится в зоне тропического муссонного климата. Зимой над морем устанавливается северо-восточный муссон, а летом ветер меняет направление на юго-западное. Тем­ пература воздуха зимой вблизи южной границы моря достигает 25 °С, у северных берегов* понижается до 20 °С. Летом она везде превышает 29 °С.

Годовое количество атмосферных осадков увеличивается с за­ пада на восток: от менее 1000 мм/год около Аравийского полу­ острова до 2000—3500 мм/год вдоль побережья Индостана. Мате риковый сток (р. Инд) дает только 120— 122 км3 пресной воды в год (3—4 см/год). Испарение же по акватории моря составляет 180 см/год. Следовательно, в целом для моря пресный баланс от­ рицательный: испарение превышает сумму осадков и речного стока более чем на 1 м. Это приводит к осолонению вод поверхностного сдоя. Пресный баланс положителен только у берегов Индостана за счет интенсивных дождей в период юго-западного муссона.

Циркуляция вод и основные черты гидрологии моря. Муссон­ ный «характер циркуляции.прослеживается во всем регионе север­ нее 10° ю. ш., охватывая западнее 60° в. д. слой до глубины около 400 м, восточнее — только до 100 м. По сезонным изменениям скорости ветра и поверхностных течений в муссонной области вы­ деляются два основных периода — летний, или период юготзапад ного муссона (май—сентябрь), и зимний, или период северо-вос­ точного муссона (декабрь—февраль), с двумя переходными пе­ риодами между ними (октябрь—ноябрь и март—апрель). Во вре^ля переходных периодов происходит полная смена направлений переноса приповерхностных воздушных и водных масс.

Схемы сезонной климатической циркуляции вод Индийского* океана, рассчитанные А. Л. Бреховских и соавт. (1986) на основе квазигеострофической модели А. С. Саркисяна, показывают, что при юго-западном муссоне в Аравийском море циркуляция вод представляет собой систему антициклонического обращения. Ос­ новной поток вод огибает море по часовой стрелке. На правой его "периферии возникает цепь антициклонических круговоротов.

В центре моря обнаруживаются два циклонических круговорота.

Вдоль восточного побережья Африканского рога появляется не­ сколько антициклонических круговоротов среднего масштаба, а Со­ малийское течение отрывается от побережья на 4 и 10° с. ш. В пе. риод зикнего муссона создается циклоническое обращение вод в открытой части моря и антициклоническое — в западных и вос­ точных пограничных районах. У западного побережья Индостана прослеживается зона подъема вод.

Смена направленности циркуляции, чередование зон подъема и опускания 'вод, периодическое оживление прибрежных апвеллин гов — все это влечет за собой благоприятные условия для развития высокой биологической продуктивности Аравийского моря. Осо­ бенно важна роль Сомалийского течения, в районе поворота кото­ рого от африканских берегов образуется мощный высокопродук­ тивный апвеллинг.

Глубже 250 м, за пределами непосредственного воздействия ветра, основные крупномасштабные черты циркуляции зимой и летом существенно совпадают.

Температура воды поверхностного слоя летом в центральной, и восточной частях моря достигает 28^°С, в Оманском заливе 29— 30 °С. В районах Сомалийского и Аравийскогр апвеллингов тем- п ер ату р а понижается до 20 °С, вдоль Индостанского побережья!

она также на 1— 1,5°С циже, чем в центральной части моря. Зи мой распределение температуры воды на поверхности почти зо­ нально: уменьшение от 25—27 °С вблизи южной границы моря до 23 °С в северной части моря и 21—22 °С в Ома'нском заливе.

Распределение температуры и солености вдоль разреза по 65—67° в. д. показано на рис. 3.1.

В вертикальной Структуре Аравийского моря можно выделить шесть основных водных масс, различающихся по происхождению и характеристикам:

103' 1) поверхностная аравийская. Формируется при интенсивном испарении. Ее соленость летом и зимой в северных районах моря превышает 36,5 °/оо, к южной границе моря уменьшается до 35,5— 35,4 % В юго-восточной части моря, куда поступают распреснен о.

ные воды из Бенгальского залива, соленость становится менее 35 %0;

2) йодповерхностная аравийская. Образуется на севере моря зимой при повышенном испарении и охлаждении. Отсюда она рас­ пространяется в слое 100.—200 м на юг за пределы моря. Соле­ ность этой водной массы выше 36,5 % в районе формирования о и около 35,4 % вблизи южной границы моря;

о 3) промежуточная водная масса Персидского залива. Переме­ щается в слое 300—400 м из Оманского за'лива в южном направ­ лении. Соленоеть этой воды уменьшается от 36,1 до 35,5 % на юге о моря;

4) промежуточная красноморская. Выходит из Аденского за­ лива в слое 600—900 м. Ее соленость уменьшается с запада на восток от 36,3 до 35,2 % 0 вблизи южной оконечности Индостана.

Промежуточный слой питается также опусканием вод на перифе­ рии циклонической циркуляционной системы Аравийского моря;

5) глубинная водная масса субантарктического происхождения.

По изогалине 34,8 °/о прослеживается до глубин 2500—3000 м. Ее о соленость увеличивается в северном направлении до 35,0—35,2 % о за счет смешения с местной промежуточной водой;

6) придонная водная масса антарктического происхождения.

Имеет соленость около 34,75 °/оо и температуру 1,4— 1,7 °С.

Некоторые главные компоненты солевого состава и элементы карбонатной системы. Из главных солевых компонентов в Ара­ вийском море довольно подробно изучено распределение фтора, кальция и магния. Их средние, концентрации и хлорные отношения приведены в табл. 3.1.

Т аблица 3. Осредненные значения концентраций и хлорны й отношений некоторых главных солевых компонентов в водах Аравийского моря, по обобщениям Сен-Гупта и Накви (1984) Хлорное отношение Концентрация Источник Элемент (по массе) С ен-Г уп та (1978) (6,9 7 + 0,0 1 ) -Ю - 1,3 6 + 0,0 Ф тор, м г/л Д е -С о у за (1982) 1,3 5 ± 0,0 0 4 ( 6,6 5 ± 0,0 7 ) - 1 0 - Кальций, млн- (по м ассе):

0,0 2 22 9 + 0,0 0 0 0 0 5 С ен-Гупта (1978) ' 432+ Аравийское море 0,02164 + 0,0 0 0 0 0 9 Н акви, Н айк (1983) С еверо-западная часть С ен-Гупта (1978) 0, Индийского океана 'Магний (Аравийское мо­ ре и Бенгальский залив), млн - 1 (по массе).

Концентрация фтора и отношение F/C1 в Аравийском море ' обычно выше на всех глубинах, чем в Бенгальском заливе. Неко­ торый максимум F/C1 был найден в слое 100— 1000 м, где присут- _ ствуют воды Красного моря и Персидского’ залива. Отношение F/C1 !не связано с минимальными концентрациями кислорода. Для.

интервала хлорностей 0—20 % 0 Куленберг и Сен-Гупта (1973) вы­ вели следующие уравнения связи с фтором (F мг/л) :

F = 0,166 + С12/(36,7 + 0,755С12).

Отношение Са/С1, установленное для Аравийского моря (0,02229), намного превышает среднее для Мирового океана 0,02128 (Крумгальц, 1982) и существенно выше наблюдаемого в северо-западной части Индийского океана (табл. 3.2).

Т аблица 3. Отношение Са/С1 (по массе), средние значения по слоям в северо-западной части Индийского океана (5е ю. ш,— 5° с. ш., 55—65° в. д.), по Н акви и Найку (1983) Са/С Слой, м Слой, м Са/С 0, 0,02158 1501— 2000 ' 0— 0, 201— 400 0,02162 2001— 0, 2501— 0, 401— 0, 0, 601—800 3001— 0 801— 1000 0,02170 3501— 0, глубж е 0, 1001— В Аравийском море поверхностный слой также характеризуется уменьшенными значениями Са/С1 за счет потребления организ­ мами, но глубже 200 м идет устойчивое нарастание Са/С1 при ра­ створении карбонатного детрита под воздействием избытка СОг Вертикальный профиль Mg/Cl, подобно Са/С1, претерпевает не­ которые изменения с глубиной. Аккумуляция взвесей'в термо­ клине на глубине около 150 м сопряжена с максимумом Mg/Cl.

Минимум концентрации магния в промежуточном слое на глубине 800 м объясняется присутствием красноморской воды.

Состояние карбонатной системы и соотношение между ее про­ изводными в водной толще моря определяются интенсивностью процессов деструкции органического вещества. Деструкция сопро­ вождается потреблением кислорода, возникновением 4 дефицита кислорода и увеличением* суммарной углекислоты в воде.

По данным наблюдений в центральной части Аравийского моря (15—20° с. ш., 58—71° в. д.) значение pH, приведенное к 2 5 °С ( цри атмосферном давлении, находится в обратной линейной связи с нормализованным дефицитом кислорода (рис. 3.2), который представляет собой разность между растворимостью и фактиче­ ским содержанием кислорода при солености 35 %0. Распределение по вертикали средних значений солености, температуры, рН25° и общей щелочности (рис. 3.3) имеет вид, характерный для бассей­ нов с, затрудненным'водообменом в промежуточном слое. По этим Рис. 3.2. Соотношение меж ду значениями pH воды, приведенными к 25 °С, и дефици* том кислорода (мкмоль/кг) в Аравийском море, по К умару (1985).

исходным данным рассчитаны значения РС г и 2 С 0 2 (рис. 3.4).

О Окисление больших масс органического детрита создает в проме­ жуточном слое минимальные значения pH (около 7,7) и макси­ мальные значения РС г (до 1200 млн-1), экстремальные для всего О зб,о 5%о зз,& 35, I —" Рис. 3.3. Вертикальные профили солености, температуры, рН 25° и общей щелочности в цен­ тральной части Аравийского моря, по К ум ару и Сингдболу. (1984).

Индийского океана. Общая щелочность и Е С 02 резко нарастают до горизонта 200 м, глубже меняются очень мало. Причиной по­ добного прироста служит не только окисление органического ве­ щества, но и растворение карбонатного материала из взвесей. По­ следнему способствует явно выраженное недонасыщение кальци­ том СаС03 всей водной толщи от глубины 300—400 м до дна.

Растворенный кислород. По характеру вертикального распре­ деления кислорода (рис. 3.5) вся толща Аравийского моря делится на три зоны: верхнюю (от до 75— 100 м), богатую кисло 100 200 300 д02 м к м о л ь /к г фодом, слой дефицита кисло­ ~п----1 ----“ рода до глубин 1300— 1600 ми глубинную.

Содержание кислорода V в поверхностном слое состав­ / '• то ляет 4,5—5,1 % (по объему) о / (100— 114% насыщения) и I I подвержено сезонным измене­ I ниям. Как правило, хорошо вы­ 2000 I ражен эвфотический макси­ I Рсо д' О 2С0, мум на глубине около 50 м (до 10,6— 114% насыщения).

Рис. 3.4. Вертикальные профили д е ­ М ф ицита кислорода, парциального д а в ­ ления С 0 2 и суммарной С 0 2 в цен­ то тральной части А равийского моря, по К ум ару и Сингбалу (1984).

2,5 БС02 мкмоль/кг 2,4 2, Наиболее насыщен кислородом поверхностный слой (5,6'—8,8 % о) вдоль Аравии и Сомали, где происходит подъем подповерхностных вод и развивается фотосинтез.

Сразу под нижней границей эвфотической зоны начинается резкое уменьшение концентраций кислорода. Уже с глубины 100—150 м летом и 150—200 м зимой под слоем скачка плотности содержание кислорода быстро падает ниже 0,5% (по объему). На о глубинах 250—450 м прослеживается слой, содержащий кисло­ рода на 0,15—0,20 % (по объему) больше, чем нижележащая вода. Его генезис связывают с опусканием воды из поверхност­ ного слоя в северной части Аравийского моря и проникновением в южную часть моря субтропической подповерхностной воды с во­ сточной ветвью Сомалийского течения.

Глубина залегания верхней границы слоя минимума 0 2 (0,5 %о, как было принято А. В. Поляковой) подвержена сезонным колеба­ ниям по причине муссонных изменений горизонтальной циркуля­ ции и вертикальных движений вод (рис. 3.6). В период северо восточного муссона верхняя граница поднимается д о ;

120— 150 м в циклоническом круговороте центральной части моря и к северу от Лаккадивских островов. На севере и северо-востоке она заглуб­ ляется до 200 м при охлаждении и опускании поверхностных вод.

Погружение до 250 м наблюдается у в^ода в Аденский залив и а) 15°ю. ш. • 15 20°с.ш.

10 5 0 5 Рис.' 3.5. Содерж ание растворенного кислорода (%о по объему — а, % насыщения — б) на субмеридиональном разрезе по 65—67° в. д.

весной 1976 г., по О. К. Бордовскому и соавт. (1981).

/ —максимум кислорода;

—минимум кислорода.

до 500—600 м у о. Сокотра. Летом в центре мощного антицикло нического круговорота образуется зона конвергенции, в которой верхняя граница слоя минимума 0 2 опускается до 240—300 м. В при­ брежных районах Аравии и Индостана благодаря условиям цир­ куляции поднимаются подповерхностные воды, поэтому кон­ центрация 0 2, равная 0,5°/оо, наблюдается там на, глубинах 50— 80 м. Юго-западный район моря, где проходит Сомалийское течение, отличается заглублением слоя дефицита Ог до,400— 500 м. Положение нижней'' границы слоя минимума 0 2 в течение года меняется сравнительно мало (рис. 3.6). Лишь в северо-вос­ точной части моря зимой нижняя граница слоя опускается с Рис. 3.6. Глубины полож ения (м) верхней границы (1) и нижней границы (2) слоя с дефицитом кислорода в Аравийском море, по А. В.\ П оляковой (1979).

а — зимой;

б — летом.

до 1500— 1600 м. В открытом районе моря она весь год распола­ гается на глубинах 1100— 1200 м.

Слой кислородного минимума охватывает всю акваторию Ара­ вийского моря. Наибольшая его толщина,(до 1200 м) свойственна северной части моря, на южной окраине толщина слоя уменьша­ ется До 700—800 м.

При юго-западном муссоне, когда вдоль побережья Индостана развивается сильный подъем подповерхностных вод, холодная вода с содержанием кислорода 0,2—0,5 °/оо выходит на шельф, что приводит к регулярным заморным явлениям и исчезновению дон­ ных рыб, для которых концентрация 0 2 менее 0,5 % является ч' критической. Зимой воды, на шельфе Индостана хорошо переме­ шаны и аэрированы. Они содержат кислорода 4,2—4,5 % от по­ о верхности до дна.

Концентрации кислорода в ядре слоя дефицита (500—700 м) постепенно понижаются в направлении на север и северо-восток, достигая очень'малых значений (менее 0,1 °/о по объему) у окраин о моря. Влияние промежуточных водных масс из Красного моря и Персидского залива незначительно, поскольку уже в прилежащих Аденском и Оманском заливах существенная часть выносимого кислорода расходуется на окисление автохтонного органического вещества.

Слой резкого дефицита кислорода формируется в самом Ара­ вийском море. Этому способствует ряд особенностей гидрологиче 50.80 50 Рис. 3.7. Биохимическое потребление кислорода (%о по объему за сезон) зимой (а) и летом (б) в слоях 0— 100 м {1) и 100—200 м (2), по оценкам А. М. Черняковой и Ю. Р. Н албандова (1981).

ского и биологического режима. Хорошо выраженный слой скачка плотности под эвфбтической зоной препятствует проникновению кислорода в подстилающие слои. Муссонная циркуляция вод Ара­ вийского моря носит полузамкнутый характер, поэтому поступле­ ние вод из других районов океана минимально, за исключением района развитого Сомалийского течения. Котловина водоема от­ делена от океана Аравийско-Индийским хребтом, который служит заметным препятствием для проникновения антарктических вод в море. Периодически повторяющиеся дивергенции в открытом море и апвеллинги на шельфах Аравии и Индостана, а также мощный биогенный сток р. Инда способствуют высокой первичной продуктивности, особенно в северо-западной и северо-восточной частях моря. Отсюда — масса органического детрита и соответ­ ственно большие расходы кислорода на биохимическое окисление органического вещества в водной толще (табл. 3.3, 3.4, рис. 3.7).

Таблица 3. к" М есяч н о е ВПК ( 0 2 °/00'п о о б ъ е м у ) по в е р т и к а л и на в х о д е в А ден ски й за л и в (13°58' с. ш., 5 2 4 5 ' в.д.), зи м а, по В. А. Х и м и ц е (1968) Температура воды, “С Горизонт, м ВПК 0 1,40 29, 2,20 22, 200 0,95 16, 500 0,41 12, 12, 0, Т аблица 3. С р е д н и е в с л о е 0—25 м з н а ч е н и я с у т о ч н о г о ВПК и о к и с л я е м о с т и в о д ы ( 0 2 7 00 п о о б ъ е м у ) н а р а з р е з а х у з а п а д н о г о п о б е р е ж ь я И ндии, зи м а, п о В. А. Х и м и ц е (1968) Разрез Окисляемость ВПК 0,3 0, О т зал. К ач 0,2 0, О т Б ом б ея 0, 0, О т м. Реди В слое о^' 100— 150 до 1500 м средняя температура воды на 2°С выше и как следствие окислительные процессы ускорены в 2— 3 раза по сравнению с открытыми районами Индийского океана.

Глубже промежуточного слоя, в глубинных и придонных водах, содержание кислорода нарастает до 4,0—4,5 % но благодаря о, повышенному БПК и затрудненности водообмена остается на 1,0—1,5 % 0 (по объему) меньше, чем на соответствующих глуби­ нах Индийского океана.

Биогенные вещества. Концентрации' биогенных веществ в по­ верхностном слое моря подвержены сезонным колебаниям. Осо­ бенно это касается прибрежных районов, где имеют место апвел линги. В период юго-западного муссона над Сомалийским апвел лингом содержание биогенных веществ велико:'нитратов — до 2.0 мкмоль/л, фосфатов и силикатов — соответственно 1,5 и 15 мкмоль/л. Примерно такие же высокие концентрации наблюда­ ются вдоль Аравийского побережья и к юго-западу от Индии. По­ верхностный слой открытых районов моря, за исключением дивер­ гентных зон, обычно располагает малыми количествами биоген­ ных солей. Восходящие движения подповерхностных вод во время зимнего и летнего муссонов чрезвычайно важны для поддержания очень высоких уровней первичного' продуцирования. В межмуссон ные периоды, при максимальной вертикальной устойчивости вод, концентрации биогенных солей достигают минимума. Это связано с массовым цветением сине-зеленых водорослей ТпсНойевпИит, проявляющих способность фиксировать молекулярный азот и под­ держивать фотосинтез при практически полном исчерпании ни­ тратов. -.

Высокие скорости продуцирования органического вещества в эвфотической зоне и минерализации его под термоклином, а также замедленная циркуляция промежуточных вод способ­ ствуют накоплению биогенных солей в водной толще Аравийского моря. Д аж е водные массы Красного моря и Персидского ^залива, изначально обедненные биогенными,веществами, поступая в Ара­ вийское море, быстро теряют растворенный в них кислород и обо­ гащаются биогенами.

Вертикальное распределение фосфатов (рис. 3.8) показывает увеличение концентраций от поверхностного слоя до максимума (более 2,75 мкмоль/л) между горизонтами 800 и 2000 м. Макси­ мум фосфатов располагается ниже ядра минимума кислорода.

Концентрации растворенного кремния (рис. 3.8) возрастают рав­ номерно от 5 мкмоль/л у поверхности до максимума (более 140 мкмоль/л) у дна. Концентрации нитратов также на­ растают с у »глубиной (рис. 3.9) до максимума (более 30 мкмоль/л) в слое 1000—2000 м, однако вертикальные градиенты нитратов в Аравийском море выражены менее четко, чем в' Ин­ дийском океане. Как показал Ю. Ф. Лукашев (1980), это объяс­ няется своеобразием процессов нитрификации и денитрификации.

На всем протяжении меридионального'разреза (рис. 3.9) про­ слеживается подповерхностный максимум нитритов с концентра­ циями до 0,3—0,5 мкмоль/л на горизонтах 50— 150 м. Происхожде­ ние этого слоя связано с окислением отмершего органического вещества в высокопродуктивных районах, когда под зоной фото- ;

синтеза скорость окисления нитритов уступает скорости их образо­ вания из аммиака. Зак.

Рис. 3.8. Концентрации ф осфатов (а) и кремне кислоть1 (б) (мкмоль/л) на субмеридаональном разрезе по 65—67° в. д. весной 1976 г., по О. А. Бордовскому и соавт. (1981).

а) Рис. 3.9. Концентрации азота нитратов (а) и нитритов (б) (мкмоль/л) на субмеридиональном разрезе по 65—67° в. д. весной 1976 г., по Ю. Ф. Л укаш еву (1981).


Наиболее характерно для Аравийского моря появление второго максимума нитритов на глубинах 200—400 м с концентрациями до 3,0—7,0 мкмоль/л. Промежуточный максимум нитритов возни­ кает в условиях дефицита кислорода (0,3—0,5 % по объему)," и здесь- на окисление непрерывного потока органического вещества расходуется кислород нитратов. -Понижение концентрации нитра­ тов может достигать 5,0— 15,0 мкмоль/л. В нитриты конвертиру­ ется, таким образом, 50—70 % общей потери нитратов. Остальная часть нитратов, участвуя в процессах денитрификации, восстанав­ ливается до Ы. Микробиологические исследования показали по­ вышенную численность бактерий денитрификаторов в слое 200—. О { т в В ъ щ ) Ш зщмоль}л N0з мкмоль л ^ Ш штль]м г 0 2 Ч О ----------- Г ГТ 400 г 630\ М Рис. 3.10. Вертикальное распределение содерж ания кислорода, аммиака, нитритов и нитратов в воде / северной части А равийского моря на 19° с. ш., 67° в. д., по Ю. Ф. Л укаш еву (1980).

400 м. Следовательно, второй максимум нитритов имеет восста­ новительное происхождение. « Аммонийный азот присутствует в верхнем слое 0— 150 м (до 0,5— 1,0 мкмоль/л) благодаря ускоренному процессу аммонифика­ ции при высоких температурах. Одновременно на глубинах 200— 600 м появляется промежуточный максимум аммония (до 1,5—2,0 мкмоль/л), генезис которого связывают с накоплением продуктов метаболизма микроорганизмов и аммонификацией органических остатков при дефиците кислорода. Восстановление нитратов в этом случае не происходит, поскольку максимум аммо­ ния не сопровождается минимумом нитратов (рис. 3.10).

По поводу происхождения промежуточного максимума нитри­ тов ранее существовало мнение о выносе нитритов из Красного моря и Персидского залива. Однако специальные исследования (Ю. Ф. Лукашев, 1981;

Сен-Гупта, 1984) показали полное отсут­ ствие нитритов в водных толщах Аденского и Оманского заливов.

Таким образом, промежуточный максимум нитритов образуется непосредственно в Аравийском море. Процесс восстановления нитратов охватывает промежуточные глубины обширного северо западного района океана севернее 4° с. ш. и наблюдается практи­ чески весь год с меняющейся интенсивностью в зависимости от объема первичной продукции и характера циркуляции водных масс...

В распределении взвешенного и растворенного органического азота ’В северо-западной части Индийского океана (рис. 3.11)\об­ наруживается максимум на глубине 10 м, ниже которой концен В Ымсти м к м ш Ь В г — !—|-----,— ------------1' Рис. 3.11. Осредненные вертикаль­ ные профили взвешенного и рас­ творенного органического азота в северо-западной части Индий­ ского океана, по Фрага (1966).

трации уменьшаются параллельно интенсивности освещения. На­ блюдались и суточные колебания концентраций дзвешенного азота с максимумом ночью в слое 0—60 м и минимумом' в слое 60— 340 м. Если содержание взвешенного азота по вертикали медленно убывает с глубиной, то растворенный органический азот имеет хорошо выраженный максимум в слое 100—200 м. Его объясняют увеличением доли растворимых фракций растительных клеток по мере отмирания и разложения фитопланктона ниже глубины ком­ пенсации. Соотношение между растворенными формами азота и углерода выражается приблизительно линейной связью в ряду концентраций углерода 40— 120 мкмоль/л. Отношение взвешенного углерода к взвешенному азоту, как правило, растет с глубиной.

Содержание взвешенного органического углерода в слое 0— 100 м восточной части Аравийского моря, по определениям Г. А. Голу-, бовой (1981), составляет 4—5 мкмоль/л.

По определениям в наиболее продуктивных районах (Ю. Ф. Лу кашев, 1981), обращают на себя внимание высокие концентрации суммарного Йорг: 30— 40 мкмоль/л В Оманском заливе, около 30 мкмоль/л в Аденском заливе и около 20 мкмоль/л в центре Аравийского моря. Отсутствует четко выраженный максимум суммарного N0Pr под зоной фотосинтеза. Почти равномерное рас­ пределение суммарного N0Pr по вертикали до дна говорит о том, что большая часть органического вещества достигает глубин в слабоминерализованном состоянии. Следовательно, в местах по­ вышенной биологической продуктивности скорость продуцирова­ ния превосходит скорость минерализации органического вещества на глубинах в условиях дефицита растворенного кислорода. По этой причине содержание, органического углерода в фораминифе ровых и кокколитовых глинистых илах северной части Аравийского моря на глубинах около 3000 м может достигать на сухой осадок 2,0 % и более (Н. И. Tax, 1981).

о В районах высокой биологической продуктивности на долю :

органического азота от общего запаса приходится в поверхностном слое более 90 %, в глубинных слоях — не менее 40 %.

Соотношения между формами фосфора, подобно формам азота, зависят от продуктивности района и меняются с глубиной (табл. 3.5). В северной части Аравийского моря содержание орга Т аблица 3. С р ед н и е к о н ц е н т р а ц и и о р г а н и ч е с к о г о ф о с ф о р а (1) (м к м о л ь /л ) и и х о тн о ш е н и я к в а л о в о м у ф о с ф о р у (2) в суеверной части А р а в и й с к о г о -м о р я, по С е н -Г у п т а иг с о а в т. (1976) Акватория А Акватория В - Акватория С Слой, м 1. 1 2 1 1, 0,99 0,45.

0—125 0,44 0,94 0, 0,11 0, • 0,63 0, 125—900 0,54 - 0, Акватория А : 2.0—24°30/ с.щ., западнее 66°30' в.д.

Акватория В : 20—24°30' с.ш., восточнее бб^О' в.д.

Акватория С : 17°30/—20ч с.ш., вдоль побережья Индии нического фосфора довольно значительно и в верхнем слое состав­ ляет 40—50 % валового. В нижнем слое доля органического фос­ фора резко падает и вдоль Индийского побережья достигает 4 %.

Процесс, минерализации органического вещества в водной толще можно описать соотношениями между дефицитом раство­ ренного кислорода и концентрациями биогенных веществ. Если в поле графика нанести концентрации биогенов (мкмоль/л) против дефицита кислорода (мкмоль/л), то для фосфатов и нитратов по­ лучается линия регрессии с коэффициентами корреляции соответ­ ственно 0,93 и 0,84.

Наклон линии регрессии дает отношение дефицита 0 2 к регене­ рируемым биогенам. Д ля центральной части моря Де-Соуса и Сингбал (1986) получили соотношение Д 02: А Ш з“ : Д РС4- = 199 : 14,3 : 1.

Для северной части моря Сен-Гупта и соавт. (1976) вывели несколько иное соотношение:. Л02 : А N03“ : АРО4 — 1 3 5 :1 5,9 :1, которое показывает, что характер регенерации биогенов зависит от состава исходного органического вещества.

Связь растворенного кремния с А 02 имеет уже нелинейный характер: ' ' Д 02 = 32 + 517(0,12065 + 0,0102551 + поскольку силикаты регенерируют из органического детрита не только окислительными процессами, но и простым растворением в глубинных водах.

Полезно сравнить соотношения, полученные в водном растворе, ( с наблюдаемыми в веществе фитопланктона. Известная статистиче­ ская модель Редфилда—Ричардса (1942, 1965), составленная на основе средних отношений главных биогенных элементов в планк­ тоне, имеет вид О : С : N : Р = 138 : 106 : 16 : 1 (в мольном выражении)., Отношение Э1/Р по данным анализов диатомового планктона может меняться от 16 : 1 до 60 : 1..

Для планктона северо-западной части Индийского океана Сен Гупта и соавт. (1976) представили следующее соотношение:

О:С: : N : Р = 1 4 0 :1 8 0 :4 0 :1 6 :1. ' Как можно видеть, средние соотношения главных биогенных элементов в воде и органическом, веществе планктона довольно близки, а отношения валовых содержаний должны полностью совпадать.

В водной толще океана отношения растворенных минеральных форм биогенных элементов меняются с глубиной. Особенно за­ метны эти изменения для отношений 1М и Э^Р. В эвфотической /Р зЬне преобладают процессы ассимиляции биогенных элементов,, а в более глубоких слоях — их регенерации. Поэтому изменения соотношений можно рассматривать как показатель трансформа­ ции органогенного материала.

Распределение отношений 1Ч/Р и Б^Р.на разрезе по 65—67° в, д.

(рис. 3.12) получено А. Н. Гусаровой (1981).' Как видно из ри­ сунка, в эвфотической зоне Аравийского моря значения Ы/Р и Б^Р сильно понижены. Следовательно, здесь ассимиляция нитра­ тов и кремния идет быстрее потребления фосфатов. С глубиной, ' по мере протекания процессов минерализации, отношения Ы/Р и Б1/Р возрастают, постепенно приближаясь к значениям, характер-/ ным для планктона. Однако в промежуточном и глубинном слоях Аравийского моря Ы/Р достигает лишь значения 10, отношение 51/Р также остается уменьшенным по, сравнению с районами Рис. 3.12. Значения отношений концентраций биогенных элементов на субмеридиональном разрезе п о '65—67° в. д. весной 1976 г., по А. Н. Г у­ саровой (1981).

а —суммарный Ы/Р, б —N03 /Р;

в —Э /Р.

Рис. 3.13. ^Глубина залегания (м) нижней границы эвфотической зоны (а, б) и распределение запаса ф осфатов (мкмоль/м2) (в, г) в северо-западной части Индийского океана, по В. А. Химице, Т. М. П анкратовой и С. М. Ш епе­ левой (1986).

{ р —ф ф/ц юго-западного муссона;

?, б, г —сезон северо-восточного муссовз.

южнее. Это свидетельствует о неполном ра'спаде органического вещества в толще Аравийского моряу Необходимым условием интенсивного протекания фотосинтеза и создания первичной продукции является достаточный запас био­ генных элементов в эвфотической зоне и подстилающем слое.

Детальное распределение запаса фосфатов в эвфотической зоне северо-западной части Индийского океана для двух сезонов (рис. 3.13) представлено В. А. Химицей и соавт. (1986). Предва­ рительно были построены карты глубины залегания нижней гра­ ницы эвфотической зоны. Критерием нижней границы принима­ ется нижняя поверхность слоя максимальных градиентов концен­ траций кислорода, фосфатов и кремнекислоты, практически совпа­ даю щ ая с глубиной 0,1 %-ной освещенности в открытых районах и 1 %-ной освещенности в системах апвеллингов. Запас фосфатов рассчитывался перемножением средних концентраций фосфатов на толщу слоя в 2 -градусных трапециях также для двух' сезонов (рис. 3.13).


В период юго-западного муссона очаги максимального запаса фосфатов наблюдаются в западной, северной и северо-восточной частях Аравийского моря, связанных с апвеллингами и материко­ вым стоком. К периоду северо:восточного муссона они смещаются в центральную часть моря, согласуясь с распределением центров циклонической циркуляции вод. Как правило, районы повышен­ ного запаса фосфатов отличаются интенсификацией первичного продуцирования.

Первичная продукция. Первичная продукция была определена радиоуглеродным методом в северной части Аравийского моря в экспедициях 1973— 1976 гг., когда наблюдениями были охвачены все сезоны'(Казим, 1982). Среднегодовое распределение значений.первичной продукции (рис. 3.14а) довольно хорошо согласуется с расположением очагов максимального запаса биогенных ве­ ществ.

Интегральная продукция фитопланктона в эвфотической зоне меняется по акватории в пределах 13,0—6000 мг/(м2 -сут) (по углероду) при среднем значении 835 мг/(м2-сут).~ Наиболее плодородными являются прибрежные воды со сред­ ней продукцией 1330 мг/(м2 -сут) и суммарным производством органического углерода около 270-106 т/год, что превышает 50% суммарной продукции Аравийского моря (518-106 т/год) в той его части, которая располржена севернее 15° с. ш. В удалении от бе­ регов пределы изменчивости первичной продукции 17,0— 2180 мг/„(м2 -сут) при среднем значении 626 мг/(м2 -сут).

Характеристика сезонной изменчивости продукции фитопланк. тона дана в табл. 3.6.

Северная часть Аравийского моря занимает 25 % площади акватории всего моря, но здесь производится около 50 % суммар­ ной первичной продукции. Примерно 25 % суммарной продукции моря дают прибрежные районы, занимающие всего лишь 8 % пло­ щади моря.

Рис. 3.14. Скорость первичного продуцирования органического углерода [г/(м2’Сут)] (а ) в эвфотической зоне по радиоуглеродному методу, и рас­ пределение содержания хлорофилла «а» в слое 0—50 м (мг/м2) (б ) в се­ верной части Аравийского моря, по Казиму (1982).

2,0;

1,0—2,0;

0,5—1,0;

0,5;

б: 1) 100;

50— 3) 20-50;

4) 10-20,.

100;

а: 1) 2) 3) 4) 2) 5) 10.

У Г г о Таблица 3. С е зо н н а я и зм е н ч и в о с т ь п р о д у к ц и и ф и т о п л а н к т о н а С орг м г /( м 2-су т) в с е в е р н о й час ти А р а в и й ск о го м о р я, по К а зи м у (1982) Среднее Сезон Минимум Максимум Переходный (февраль — май) 733, 17,0 Юго-западный муссон (июль — сен­ 100,0 2220 921, тябрь) •Северо-восточный муссон (октябрь — 13,0 919, январь) В среднегодовом распределении концентраций хлорофилла «а» (слой 0—50 м) максимальные концентрации также отмечаются в прибрежных районах Йемена, Омана и северо-западной Индии (рис. 3.14 6).

Тяжелые металлы и нефтяные, углеводороды. Представление о содержании тяжелых металлов в толще вод северной части Аравийского моря можно получить по данным Л. Даниельссона (1980), которые были накоплены в экспедиции на НИС «Академик Курчатов» (табл. 3.7).

Таблица 3. К о н ц е н т р а ц и и т я ж е л ы х м е т а л л о в (м к г /л ) в в о д а х с е в е р н о й части А р а в и й с к о го м о р я (и ю н ь 1976 г.) Глубина, м С(1 Ре Си РЬ ш Ъп 10 0, 0,020 0,2& 0,030 0,31 0, 0, 0,011 0, 0, 51 0,18 0, 149 0,17 0,19 0, 0,035 0,028 0, 512 0, 0,15 0, 0,073 0,54 0, 4 0, 1039 0, 0,090 0,13 ! 0,030 0, 0,022 0, 0,062 0, 1570 0,19 ' 0, 0, 2091 0,058 0,24 0,28 0, 0, 0, 2614 0,28 0,24 0,71 0, 0, 3132 0,052 0,25 0, — 0,65 0, •Среднее в 0,07 1,4 5,0 0,5 5, 0,.Мировом -океане Концентрации кадмия, свинца и никеля находятся на уровне средних для Мирового океана. Концентрации меди, железа и 'цинка гораздо ниже средних. Тенденция увеличения с глубиной, проявляется для содержания кадмия и никеля. Концентрации дру­ гих металлов слабо меняются по вертикали.

Нефтяным углеводородам как показателю загрязненности вод от судоходства уделяется серьезное внимание. Фондекар и Алагор 122 • ' сами (1984) обобщили все данные наблюдений за содержанием нефтяных углеводородов (НУ.) в поверхностном слое Аравийского моря на трассах нефтеналивных судов за 1978— 1983 гг. (табл. 3.8).

Таблица 3.8 К о н ц е н т р а ц и я н е ф т я н ы х у г л е в о д о р о д о в (м к г /л ) н а р а з н ы х г л у б и н а х в А р ав и й ск о м м о р е, по Ф о н ^ е к а р у и А л а го р с а м и (1984) 20 м 10, м Ом Время наблюдений М ар т 1978 г. 0,6 —2 2,9 0,9 — 18,1.

10,4—2 4, Д е к а б р ь 1979 г. 16,9— 34, 18,6—4 1, 3,1 —6,1 2,4 —4, Ф евраль 1980 г. 6,4 —9, — 0—2, Январь 1981 г. 1 4,0 —9, 2,2 — 7,2 ’ Январь 1983 г. 6,7 — 13, 9,7 — 2 4, 3,0 —8,9 0— 1, И юль 1983 г. 0— 1, 0— 1,2:

3,4 — 8, С ентябрь 1983 г. 7,4 — 16, 2,1 — 5,4 0— 1, О к тя б р ь 1983 г. 5,7 — 10, 0— 1, Н оябрь 1983 г. 5,1 — 12,4 1,4 —6, ( Отмечается неравномерное пятнистое распределение НУ акватории моря, повсеместное уменьшение концентраций НУ с глубиной и различие их содержания в районах западнее и вос­ точнее 60° в. д. Средние концентрации НУ в восточных районах примерно в 2,5 раза выше, чем в, западных. Нередко содержание НУ в воде в несколько раз превышает предельно допустимую концентрацию для океана (10 мкг/л), но в большинстве случаев остается ниже ПДК. Можно полагать, что ускоренное испарение и биодеградация НУ при высоких температурах способствуют бы­ строму очищению моря от нефтепродуктов. Определения НУ про­ водились из гексанового экстракта методом флюориметрии. По видимому, в этом случае были получены преимущественно кон­ центрации растворенных НУ.

Значительно более высокие концентрации углеводородов пока­ зало экстрагирование их четыреххлористым углеродом с ИК спектрофотометрическим окончанием (табл. 3.9). Метод фиксирует' \ Таблица 3.9!

Р а с п р е д е л е н и е к о н ц е н т р а ц и й н е ф т я н ы х у г л е в о д о р о д о в (м к г /л ) в н е к о т о р ы х т о ч к а х А р а в и й с к о го м о р я в есн о й 1976 г., по И. А. Н ем и р о в с к о й (1981) ' Станции Гори­ 21°59' с.ш., зонт, м 14°0Г с.ш., 19°00' с.ш., 23°25' с.ш., 14°58' с.ш..

22°40' с.ш., 67°00' в.д. 67°1б' в.д. 65=00' в.д. 51°2б' в.д.

67°01' в.д. 60°0К в.д.

500 0 350 1170 10 320 300 — 25 - 360 750 500 590 — — 260 50 — — 123:

растворенные и эмульгированные НУ...Наблюдаются очень боль­ шие содержания, суммарных НУ, особенно в самой северной части ' моря, в Оманском и Аденском заливах, в сотни раз превышающие пдк.

3.2. Персидский залив ) Физико-географические условия и общие черты гидрологии.

Персидский залив более чем на 1000 км вдается в сушу между Аравийским полуостровом и Азиатским континентом, сообщаясь с Аравийским •морем через Ормузский пролив (ширина около 65 км) и Оманский залив. Наибольшая ширина Персидского за­ лива 380 км, максимальная глубина 104 м, средняя глубина около 40 м, площадь акватории 240 тыс. км2, объем воды 7800 км3.

В рельефе дна выделяются две основные морфологические зоны. Мелководная зона, простирающаяся от береговой черты до 1 глубин 45—50 м, имеет ширину от 2 —5 до 100 км. Наибольшая ее ширина отмечена в южной, югд-западной части залива и на подводной окраине дельты рек Щатт-эль-Араб и Карун. Глубоко­ водная зона охватывает глубины от 45—50 до 100 м. Подводным продолжением рифа Рас-эль-Мотаф и п-ова Катар она делится на северную и южную впадины. Северная с глубинами до 75 м имеет блюдцеобразную форму. Южная впадина отличается V-образной формой, и наиболее глубокая ее часть (80—-104 м) протягивается вдоль северного берега залива. Юго-западная и южная части за­ лива изобилуют коралловыми рифами, банками и островами.

Персидский залив расположен в области сухого климата й жаркого лета. Температура воздуха в январе 17— 18 °С у Ормуз­ ского пролива и 10— 12 °С возле вершины залива, а в июле—ав­ густе 32—34 °С над всей акваторией. Соответственно температура поверхностной воды в течение года меняется о т. 18 до 32—3 3 °С (рис. 3.15). Средняя годовая сумма атмосферных осадков мала:

от 50— 100 мм в вершине залива до 250—270 мм в северо-восточ­ ной части. Годовая сумма испарения достигает 180 см, объем реч­ ного стока сравнительно невелик, поэтому воде залива свойственна соленость 39—-41- %о, лишь в Ормузском проливе 37—38 % (рис. 3.15). ' Отрицательный пресный баланс служит причиной наклона свободной поверхности, понижения уровня от Ормузского пролива к вершине Персидского залива и притока воды из Оманского за­ лива. Эта вода распространяется вдоль северного и северо-восточ­ ного берегов, с приближением к вершине залива отклоняется на запад и меняет направление на обратное вдоль юго-западных берегов, осолоняясь и уплотняясь по пути. Таким образом, в Пер­ сидском заливе создается преобладающая циклоническая циркуля­ ция. Компенсационный сток воды Персидского залива происходит в придонном слое Ормузского пролива, причем эта вода просле­ живается по слабому максимуму солености между горизонтами 200 и 350 м в северо-западной части Индийского океана до 12° с. ш.

Общее представление о водном балансе Персидского залива можно получить по данным Хартманна и соавт. (1971): приток из Оманского залива — 3365 км3/год, сток в Оманский залив —;

3110, испарение — 326, атмосферные осадки — 34, речной сток — 37.

50 55 0 50 Рис. 3.15. Температура (°С) (а) и соленость (%о) (б) поверхностного слоя Персидского зали ва зимой и летом, по Н. П. П омазановой и Э. Б. Петренко (1971).

Циркуляция водных масс залива зависит и от господствующих ветров. Зимой, когда с одинаковой повторяемостью дуют северо восточные и юго-восточные ветры, течение почти по всей ширине залива распространяется к его вершине с оттоком вдоль северо западных берегов. В.есной система течений неустойчива: образу­ ются вихри, зоны дивергенций и конвергенций, вызывающие подъем и опускание вод. Летом, при юго-западном муссоне над Аравийским морем и сильных северо-западных ветрах над зали­ вом, в центральной и северо-западной частях залива формируются большие циклонические вихри. В августе—сентябре эти кругово­ роты еще сохраняются, но постепенно ослабляется и распадаются.

Зимой (январь—март) интенсивная вертикальная циркуляция эхватывает всю водную толщу, поэтому температура придонной воды отличаете» от поверхностной не более чем на 1 °С. С нача­ лом весеннего прогрева образуется термоклин, верхняя граница которого заглубляется от 15 м в вершине залива до 50 м близ Ормузского пролива. В июне—сентябре водная толща залива резко стратифицирована. Разность температур воды на поверхно­ сти и у дна во впадинах увеличивается до 9— 12 °С, однако летом температура придонного слоя не бывает ниже 19—20 °С. В но­ ябре—декабре термоклин размывается и различия температуры сглаживаются.

50 55 ’ 80 55 • Рис. 3.16. С одерж ание растворенного кислорода (°/оо по объему) выводе на поверхности (а) и у дн а (б) П ерсид­ ского залива зимой и летом, по Н. П. П омазановой и Э. Б. Петренко (1971).

S Гидрохимический режим. Вся водная толща Персидского за­ лива хорошо аэрирована (рис. 3.16). Содержание кислорода зимой по акватории меняется в пределах 3,5—5,5 °/оо (по объему). Только в январе у островов Лаван и Хендераби глубже 50 м оно понижа­ ется до 2,0—0,5 °/оо. Весной в слое 0—40 м концентрации кислорода 5,0—5,5 % глубже уменьшаются' до 2,8—3,0 % Летом поверхност­ о, о ный слой характеризуется концентрациями 3,8—4,5 % а с глубин о, 25—40 м до дна они не превышают 2,0 % Менее благоприятные о.

кислородные условия у северо-восточного побережья в этом сезоне вынуждают креветок располагаться в слое 20—30 м, осенью их скопления смещаются на глубины 35—40 м.

Воды залива богаты биогенными веществами (рис. 3.17). Этому способствуют приток вод с повышенным содержанием биогенных;

веществ из Оманского залива, значительный вынос речным сто­ ком, ускоренная минерализация органического вещества прк 50 55 50 ‘ Рис. 3.17. Содержание фосфора фосфатов (а ) и кремния (б) (мкг/л) в воде на поверхности (1 ) и у дна (2) Персидского залива зимой и летом, по Н. П. Помазановой и Э. Б. Пет­ ренко (1971).

X высоких температурах воды, интенсивная зимняя конвекция и особенности вертикальной циркуляции вод.

Зимой максимум фосфора фосфатов в поверхностном слое наблюдается близ Ормузского пролива (25—28 мкг/л). К южным районам и вершине залива концентрация уменьшается до 5— 10 мкг/л. В придонном слое содержание фосфора также уменьша­ ется от^3.5—40 мкг/л в Ормузском проливе и у северного побе­ режья залива до 8— 10 мгк/л к северо-западу и югу. Наиболее вы­ сокие концентрации кремния отмечены около Ормузского пролива (200—280 мкг/л на поверхности и 280—360 мкг/л у дна), вдоль северо-западного побережья и в вершине залива, на остальной части акватории — 150— 180 мкг/л.

Зимой и весной речной сток поставляет в залив большие массы биогенных веществ, которые течением переносятся на юго-восток.

Однако с началом весеннего прогрева развивается фитопланктон, потребляющий биогенные соли, поэтому летом в поверхностном слое содержание фосфатного фосфора не превышает 5 мкг/л. Кон­ центрации кремния-остаются высокими (200—300 мкг/л), а в край­ ней северо-западной части залива возрастают до 500 мкг/л.

В придонном слое летом происходит накопление биогенных веществ. У северо-восточного и западного побережий концентра­ ции фосфора достигают 30—40 мкг/л, кремния— 700— 1000 мкг/л.

К вершине залива и его южным районам эти концентрации умень­ шаются соответственно до 10— 15 и 500—600 мкг/л.

На рис. 3.16 и 3.17 можно видеть, что при северо-восточных ветрах зимнего муссона вдоль Пакистанского и Иранского побё режий возникает апвеллинг, обеспечивающий снабжение поверх­ ностного слоя биогенными веществами.

По заключению Дирссена (1985), фосфаты в Персидском за­ ливе не ограничивают фотосинтез, поскольку их концентрации в эвфотической зоне никогда не достигают аналитического нуля.

За исключением Ормузского пролива, концентрации фосфатов в поверхностном слое залива обнаруживают линейную связь с со­ леностью воды (коэффициент корреляции 0,888). Наоборот, кон­ центрации нитратов в поверхностном слое к западу от пролива ле­ том нередко становятся, ниже п редела'. обнаружения, поэтому нитраты можно считать элементом, лимитирующим биологическую продуктивность залива. Дефицит кислорода и соответствующий прирост концентраций биогенных веществ в придонном слое залива относительно невелики благодаря короткому периоду времени об­ новления водных масс, составляющему всего 2,5 года.

В целом биогенная база.основных промысловых районов Пер­ сидского залива в течение года находится на высоком уровне, чем создаются хорошие кормовые условия для промысловых рыб и креветок.

Высокая температура воды залива и возрастание pH при фо­ тосинтезе обеспечивают большое пересыщение воды карбонатом кальция и массовое выпадение С аС 03 из раствора. Об этом сви­ детельствует диаграмма связи между общей щелочностью и соле­ ностью (рис. 3.18). Из сравнения щелочности в поверхностном слое Индийского океана и Персидского залива следует, что средняя щелочность вод центральных районов залива уменьшена на Рис. 3.18. Д иаграм м а щелочность—соленость д л я вод Персидского залива, по Бруеру и Дирссену (1985).

А8 §0 5254 5 6 5 Рис. 3.19. У дельная щелочность воды [(общ ая -щелоч ность/хлорность) • 103] на поверхности Персидского з а ­ лива, по Б руеру и Д ирссену (1985).

0,125 ммоль/кг (в эквиваленте НС1), а это соответствует удалению из раствора 0,625 ммоль/кг карбоната кальция. Повышенной об­ щей щелочностью обладают воды речного стока (Шатт-эль-Араб) л Ормузского пролива. Общие тенденции изменчивости удельной целочности по акватории залива демонстрирует рис. 3.19. В при­ 9 Зак. № 161 10 донных водах впадин удельная щелочность уменьшается до 0,108— 0,110. Таким образом, характерной особенностью Персидского залива является непрерывное выпадение СаС03 из раствора во всей водной толще. Наиболее интенсивно этот процесс идет на отмелях южной части залива.

Извлечение С 02 фитопланктоном, возвращение С 02 в раствор при деструкции органического вещества и газовый обмен через поверхность воды также протекают в значительных масштабах.

Вся совокупность названных процессов может быть представлена соотношением между общей щелочностью и суммарной С 02, уста­ новленным Бруером и Дирссеном (1985) для поверхностн'ых вод залива:

A l k = 116,60+ 1,11 С02 (г = 0,996), где Alk — в мкмоль HCl;

СОг — в мкмоль/кг.

Общая щелочность определяется стандартными методами, а Е С 02 рассчитывается на основании теории карбонатной си­ стемы. • Газовый обмен отражается только в значениях С 0 2. Осажде­ ние СаСОз меняет одновременно Alk и С 02 в соотношении 2 эквивалента на моль. Фотосинтез изменяет оба параметра (по Рёдфилду) в пропорции A lk :Z, С 02 = 0,16 : 1 при условии, что продукция оценивается по поглощению нитратов.

В уравнении Бруера и Дирссена учтено соотношение Редфилда.

Следовательно, если наблюдаемое значение С 02 будет меньше рассчитанного, то полученную разность можно связать с фотосин­ тезом и отсюда оценить чистую первичную продукцию. На каждый моль С 02, зафиксированный в органических тканях, приблизи­ тельно 2,5 моля связывается в СаС03 карбонатных раковин и ске­ летных фрагментов планктона. Параллельно необходимо принять во внимание и количественное выражение потока С 02 через вод­ ную поверхность.

Донные отложения. По данным В. Л. Спиридонова и В. П. Усенко (1982), Персидский залив является ареной современ­ ного интенсивного накопления СаС03, особенно в южной мелко­ водной части, где в отложениях отмечаются его максимальные кон­ центрации. Содержание СаС03 колеблется от 25 % в глинистом иле до 98,6 % в средне- и крупнозернистых песках, составляя в среднем по заливу 68,5 %.

Морфологические типы карбонатов в песках и крупных але­ вритах представлены целыми раковинами и обломками раковин макро- и микрбфауны, их ' детритом, скелетами планктона, а в алевритово-глинистых илах — пелитоморфным СаСОз, карбо­ натно-глинистыми образованиями и мельчайшими обломками моллюсков. Минералогически карбонаты открытой части залива представлены кальцитом, арагонитом и доломитом.. Последний встречается в южной и юго-западной частях залива, где его гене­ зис связан с механическим привносом из береговой зоны ветром | и течениями. Повсеместный пелитоморфный кальцит имеет авто-i 130 ;

хтонное происхождение за счет хемогенной садки в южной мелко­ водной части залива, откуда течениями карбонаты разносятся по, 'всему заливу. Эта форма С аС 03 представлена удлиненными иголь­ чатыми кристаллами высокомагнезиального кальцита. Карбонатно­ глинистые образования в основном аллохтонного происхождения, поскольку формируются преимущественно в вершинной части за­ лива при коагуляции выносимых из дельты р. Шатт-эль-Араб кар­ бонатных и глинистых частиц. Терригенный кальцит построен из низкомагнезиальной разновидности. * Геотектоническая- особенность Персидского залива — то, что он расположен в области регионального опускания между древней Аравийской плитой и альпийскими горными сооружениями З а ­ гроса. Большая часть акватории прилежит к восточному склону Аравийской плиты и платформному борту Месопотамского пере­ дового прогиба.

Структурный облик региона Персидского залива формировался под воздействием трех основных факторов (Г. Е. Рябухин, Е. Р. Алиева, В. А. Рудик, 1969): 1) движение фундамента по раз­ ломам, приведшее к образованию в осадочном чехле валообразных складок субмеридионального направления;

2) движения кембрий­ ской соли, обусловившие-образование многочисленных поверхност­ ных и погребенных соляных диапиров (куполовидные складки, возникающие путем выдавливания пластичных пород снизу)-;

3) молодые загросские движения, от которых появились крупные протяженные складки северо-западного простирания.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.